PRECIPITACION y EVAPORACIONEN EL BALANCE HIDROLOGICO

Marzo 1977

Investigacin de Recursos Hidr~ulicos en el Norte Grande( CHI ! 69 ! 535 )

PRECIPITACION y EVAPORACrON EN EL BALANCEHIDROLOGICO

Indice

Prembulo

1. Factores Meteorolgicos

1.1. Definiciones y simbologia1.2. Presentacin grfica1.3. Temperaturas1.4. Radiacin Solar y Evaporacin del tanque tipo A1.5. Tensiones de vapor y Gradiente Higromtrico

1 .6. Evaporacin

2. Evaporacin Real

2.1. Evaporacin Potencial (EP)2.2. Evapotranspiracin Potencial (ETP)2.3. Evaporacin desde un fre~tico poro2.4. Coeficientes de evaporacin real2.5. Unidades de evaporacin

3. Recarga Meterica

profundo (E )e

3.1. Plano de agua libre3.2. Superficie con fretico poco profundo3.3. Cuenca vertiente corriente

PREAMBULO

En el Informe "Antecedentes Meteoro16gicos" (IAM) se hanpresentado resmenes de la informaci6n climato16gica bruta referente a la Segunda Regi6n de Chile; los informes:

- Temperatura y Evaporaci6n (ITE),- Precipitaci6n (IP), y- Radiacin Solar (IRS),

ya publicados, describen la variaci6n espacial y temporalde esos parfunetros .

.

Sin embargo, del dato producido por el instrumento al pa-rmetro que interviene en los Balances Hidrolgicos, que-da por recorrer un cierto camino; el presente trabajo ti!ne como prop6sito es~ablecer la magnitud de estos facto -res y particularmente ~e los dos trminos esenciales:

la recarga mete6rica,- la evaporaci6n efectiva.

No obstante, antes de estudiarlos se examinan, a diferen-t~s alturas, las variaciones estacionales de os factoresmeteoro16gicos esenciales.

en oc.

1. FACTORES METEOROLOGICOS

1.1. Definiciones y simbologa

Los informes recordados en el prembulo proporcionan lospromedios mensuales de los valores diarios de:

- la temperatura mxima, Tx-

- la temperatura media , T- la temperatura mnima, Tm- la evaporacin del tanque tipo A, EA, en mm/da;- la radiacin solar medida por el actingrafo, RS, en

Langley/d a;- el recorrido del viento, RV, en 100 km/da;

intervienen adems en el presente trabajo, los siguientesparmetros y factores medidos o calculados igualmente ensus promedios mensuales.

- la tensin de vapor saturado, es

- la tensi6n de vapor real, er

- el gradiente higromtrico, GH

en mm Hg

- el coeficiente de eficiencia, t

- la evaporacin potencial, EP

- la humedad relativa,

- la evaporacin efectiva,

- el coeficiente de embalse,

HR

Ee

Ke

en %

en mm/da

EPEAEaEP

Tambin se consideran aqu:

- la precipitacin anual, P en mm/a; y- la altura, A en m. snm.

1.2. presentaci6n Grfica

Para analizar la variaci6n estacional de los factores me-teoro16gicos a distintas alturas de inters, se estable -cen los grficos 1 a 7 donde se presentan los parmetros:

-

- Tx, T y Tm,

- EA Y RS

-e,e yGHs r

Los grficos corresponden a alturas de 500 m. de interva-lo, de 2.500 a 5.500 m. snm.

Conviene recordar que la informaci6n provlene de estacio-nes que no superan los 4.200 m. Por lo tanto, hasta4.500 m, las variaciones presentadas proceden de datos reales; sobre los 4.500 m, se trata de mera extrapolaci6n.Es-ta se basa en el uso de radio sondeos disponibles para evaluar la variaci6n de las temperaturas a gran altitud.

Estos grficos llaman a unos comentarios.

1 .3. ~eraturas

Estas muestran un comportamiento muy homogneo que confir-

ma la legitimidad de las extrapolaciones; las curvas tie -nen, en general, la misl)la tendencia, variando por supues -to en magnitud y amplitud.

Se destaca la altura 5.000 m, por tener T valores nulos onegativos, siendo muy corta la poca del ao cuando T es

xpositiva. Esto impone dicha altura como limite entre laprecipitacin pluvial y la nival, y define la posibilidadde almacenamiento superficial en mantos de nieve y hielo.

. .

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14 mm/HgGrafico tr' 7

ALTURA 5500 msnm

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10

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GHz

e,

1 .4. Radiacin Solar y Evaporacin del tanque tipo A.

Estas dos serl.es de curvas son de forma muy similar a lasdistintas alturas; la casi perfecta semejanza de sus va -riaciones, as1 como la simultaneidad de los mximos (Nov.-Dic.) y mnimos (Jun.-Ju!.) demuestra claramente que laEvaporacin depende mucho ms de la Radiacin Solar quede la temperatura.

Cabe sealar que no se tienen valores de la radiacin di-recta, lo que no permite apreciar dos aspectos muy impor-tantes:

- el albedo, muy sensible sobre las extensas superficiesclaras de los salares y de los mantos de nieves, y

- la radiacin nocturna.

1.5. Tensiones de vapor y GradienTe HigromTrico

La tensin de vapor saturado del agua, es' funcin unvo-ca de la temperatura, se calcula segn la T correspondie."lte a la altura y al mes considerado.

La tensin de vapor real, er

, es funcin de:

- la temperatura,- la humedad relativa, y- la presin total.

La presin total se refiere a la Atmsfera Standard, fun-cin unvoca de la altura.

La temperatura y la humedad relativa proceden de los higrotermgrafos, de cuyos grficos se han extrado los valores

-de HR HR Y HR , en sus promedios mensuales, datos aunx m

no publicados.

Para una altura dada,se ha calculado e en

r

e es fUnci6n nicamente de HR y T;r

3 casos:

- -T Y HR, condiciones medias diarias,T y HR

m, condiciones extremas de da, y

x

T y HR , condiciones extremas de noche.m x

De la graficaci6n de estos clculos resultan 3 curvasmuy confundidas, 'cuyas discrepancias proVJ.enen muy proba-blemente de los errores inherentes a la observaci6n y a

.

su generalizaci6n espacial y estacional: de ello se con-cluye que, dentro del rango de precisi6n esperable, losvalores de e son aproximadamente constantes a lo largo

rdel dia, por lo que se considera aqu1 en las condicionesmedias diarias:

e = f (r

- -T, HR )

El dficit o gradiente higromtrico,

caracteriza en parte el poder evaporante de la atm6sfera;los gr~ficos muestran al respecto que: .

- GH es siempre positivo, disminuyendo en magnitud yamplitud sus variaciones con la altura;

- la marcha de las curvas de GH es muy similar con lade EA, desfasndose s6lo sus valores extremos de 1 a 2meses.

Cabe hacer notar que a los 5.000 m o ms, GH parece 'sig-nificativo; conjuntamente con:

- temperaturas cero o negativas predominante,- precipitaci6n y almacenamiento nival.

,.

se abre la posibilidad a un proceso de sublimacin de ta-sa notable desde los mantos de n~eve.

Sin embargo, la cuantificacipn de estos procesos no es posible con los antecedentes disponibles .

.-

. .1.6. Evaporac~on

Ya se ha notado lo parecido de las curvas de EA con lasde RS y GH; adems, no cabe duda que el viento tiene supapel en la magnitud del fenmeno.

La correlacin entre EA y estos distintos parmetros seestudia a continuacin.

1.6.1. Efecto del Viento

Cabe recordar que ste se conoce solo a travs de lospromedios diarios de su recorrido, proporcionados porlos anemmetros totalizadores.

En el informe rTE, se ha estudiado la variacin de EAversus A, sin tomar en cuenta el parmetro viento.

Estos mismos grficos se han dibujado nuevamente, agre-gando a cada punto ( EA, A) el parmetro RV correspon-diente. As se establecen los grficos N 8 al 11, queexpresan las variaciones de EA versus A para distintosvalores de RV.

El trazado sale bastante homogneo; las discrepanciasque se observan se deben principalmente a:

- falta de representatividad de algunas estaciones,- frecuentes fallas mecnicas en los anemmetros,- errores en la observacin.

INYESTIGACION DE RECURSOS HIDR"'U\..ICXl6 DEl NORTE GAAMOECMI-U5

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INVESTIGACION DE RECURSOS HIDAAUUCOS DEL NORTE GRANDECHI-S'SCORFO-OHUDG.~CCC

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1000 .000 3.00 0.000

Se confirma que EA es mxima en Enero y mnima en Julio;

respecto a sus variaciones versus la altura, el valor m~ximo se halla entre 1.000 Y 2.000 m, siendo el gradientede disminucin mas fuerte hacia el Ocano que hacia la

cordillera.

Cabe sealar igualmente, que el efecto relativo delviento aumenta con la altura; un viento dos veces msfuerte produce incremento de EA de 30% a los 2.500 m dealtura, y de 50% a los 4.000 m.

Una correlacin algebraica entre EA. RS y RV se ha in -tentado; los datos usados. en sus promedios anuales, seresmen en el cuadro siguiente:

Altura EA RV RS GH"~t ::i6n 100 Lan-

mm/di a 100km/dia mm Hgm. snm. gle'.f/da

,. j.~\ Sur 1.29Q 9,2 1 ,29 4,61 9,0e -.a 2.260 10,1 1 ,72 4,86 6,9

.P.t... ti1ea-na 2.450. 8.7 0,80 5,24 7,0ire 3.251 7,5 1 ,15 5,29 5,5

.a 3.260 4,9 0,49 5,23 5,6I 11 JI 3.318 11 ,5 2,84 5,23 5,6 liri 4.000 6,6 1,87 5,43 3.5~ 1 01" 4.096 5,5 1,70 5,46 3,3.

r~~e rc::ordar que la ecuacin base de la evaporaci6n,t ca~, es de la forma:

EA = J:: x GH

J:: - f (RS, RV).

Un primer intento resulta en:

EA = [0,3614 RS + 0,1431 RV - 0,6230] GH

Coeficiente de ajusteChi cuadrado

- 0,8084

- 1,5615

o sea, 90% < p < 96%

Sin embargo, a pesar de la estrechez aceptable de dichacorrelacin, conviene observar que la desviacin standardde RS y RV, respectivamente 5% y 47% en la zona del estu-dio, hacen poco significativa la influencia del factor RSrespecto a la de RV.

Descartando, as, RS que se integra a la constante, sehan buscado otras correlaciones del tipo

EA = GH x f (RV)

la mejor obtenida es:

EA = 0,8742

Coeficiente al ajusteChi cuadrado

.,----,~_:RV1 .3844 GH

- 0,9312- 1.9784

o sea,

1.6.2. Abaco

96% < p < 99%

Finalmente, en elITE as como en el presente trabajo,la evaporacin del tanque tipo A, EA, ha sido relacio-nada con distintos parmetros climatolgicos y geogr-ficos.

Esas relaciones, grficas o algebraicas, se suman y re-

sumen en el Abaco del grfico N 13, donde aparecen:

- en el primer cuadrante;-TX, .T Y Tm versus A,

- en el segundo cuadrante;

GH versus Tpara distintos valores de HR; conviene se-alar que:

GH-

O cuando HR-

100%

GH - es cuando HR - O

en el tercer cuadrante;EA versus GHpara distintos valores de RV.

El baco permite deducir rpida y facilmente la EA bajociertas condiciones conocidas o asumidas; en el grficoN 13 aparecen tres ejemplos de su utilizacin.

\,- ----------------------------------1I---\'.....---:\;--...:~r----

-

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2. EVAPORACION REAL-

por esta denominacin se entiende la evaporacin que tienelugar desde distintas superficies como ros, lagunas, regados, vegas, salares, etc.

conviene recordar que el tanque tipo A ha proporcionado ala fecha los nicos datos de evaporacin disponibles; suuso obedece a los criterios siguientes:

_ construccin e instalacin fciles y baratas,- observacin sencilla,_ empleo universal.

Sin embargo, son bien conocidas las fallas de representatividad del dato que produce, por el calentamiento de sus paredes y la turbulencia del viento a su alrededor.

Esto significa que las tasas reales se deducen despus deaplicar ciertos coeficientes de reducci6n al valor EA.

2.1. ~oraci6n Potencial (EP)

Es la evaporaci6n real de un plano de agua libre, que satisface totalmente el poder evaporante de la atm6sfera.

La relaci6n entre EA y EP se escribe:

EP = l EAe

siendo,

K el coeficiente de embalse.e

La determinacin de K implica una investigacin que noe

ha sido materia del Proyecto; de los numerosos experimen. -

tos desarrollados en varios lugares del mundo, se ha e-

1x 0,75 '

legido los resultados de San Joaqun, California, por sugran semejanza geogrfica y climatolgica con la SegundaRegin de Chile.

La variacin estacional de r de San Joaqun se aplicae

sin modificar a la zona, con el desfase que se deduce dela comparacin de las curvas trmicas; como era de supo-ner, este desfase es de 6 meses, lo normal entre los he-misferios Norte y Sur.

El grfico N 14 proporciona las variaciones estaciona-das de:

- EA, en valor porcentual (ITE, grfico 16)- r , coeficiente de embalse de San Joaqun, valor varian

edo de 0,63 a 0,89, alrededor de un promedio anual0,75

- EP, en valor porcentual, determi.nado trs la f6rmula,

EP. = EA. x r~ ~ e.

~

siendo ~ el ndice del mes.

Conviene hacer notar que EP alcanza valores entre 110% y120% durante 6 meses del ao; em cambio baja a 70% enJuniO-Julio. Esta desimetra tiene consecuencia en la evolucin de la evaporacin a lo largo del ao.

El Proyecto ha instalado, al lado del tanque tipo A cls~co, un tanque idntico enterrado, en cuatro estaciones meteorolgicas; a la fecha, el perodo de observacin no hapermitido concluir al respecto.

2.2. ~otranspiracinPotencial (ETP)

Se define como el consumo mximo de agua de una superfi-

INY[5T16ACIOH DE RECURSOS HIDRAULlCOS DU t)RTE GIU,hOf:0i'-S'5

CORFo-ONIr OOA-cec

.

PRECIPlT ACION y EVAPORACIONrn e'I Balanct' Hidrolgico

Factor.s Estacional.. d. la EVAPORACION

FECt1A. fEBRERO 1977Graflco tr. 14

,

VARIACION ESTACIONAl PORCENTUAL DE EA'EN LA ZONA DE ESTUDIO

VARIACION ESTACIONAL PORCENTUAL !lE EPEN LA ZONA DE ESTUDIO

-

COEFICIENTE DE EMBALSE EN SN. JOAQUIN .

KA, JUL. !lEp. "",. HOY. Ole. FEa. MAR ABR,

cie cubierta de vegetacin, cuando el suelo alrededor delas races se encuentra a su punto de m~ima retencin,tambin llamado capacidad de campo.

En la mayora de los casos, las 6rdenes de magnitud de EPy ETP son muy parecidas; se puede asimilar

ETP !;::! EP

sin introducir error significativo.

2.3. ~oraci6n desde un fretico poco profundo (E )e

Es la evaporacin que se produce en una superficie de te-rreno dado, gracias al ascenso capilar desde un freticocercano, y, a menudo, al bombeo de la cubierta vegetal.

Dichas superficies hmedas son salares, vegas, terrazasfluviales, etc.

E se deduce de EA y EP trs aplicar un coeficiente dee

reduccin t:

Ee

:. t . EP = t. Ke

. EA

La importancia de las superficies que evaporan y/o evapo-transpiran en la zona de estudio, enfatiza el inters deconocer los valores reales de t.

Para estos fines, el Proyecto ha desarrollado en las ve-gas de Chiu-Chiu, de Turi y de Ojos de San Pedro, una investigaci6n especial con uso de una sonda neutr6nica.

El principio de la medici6n es el siguiente:

Se considera la zona no saturada del suelo, limitado abaJO por el fretico o zona saturada, y arriba por la su -

perficie.

El estado de humedad vara durante las 24 horas del da,lo que el perfil hdrico caracteriza. Se admite que la

variacin diaria de la humedad de suelo no saturado equi

.

vale al gasto diario de evaporacin.

El uso de una sonda de neutrones que mide las variaciones:

_ en superficie, de la humedad volumtrica, y de la densidad aparente hmeda,

_ en profundidad, de la humedad volumtrica,

gracias a la rapidez de las lecturas, y a la relativa se~cillez de la calibracin, permite investigar varios pozosque materializan las verticales a lo largo de las cualesse determina el perfil hdrico, a distintos y numerososmomentos del da.

Lamentablemente,.. fallas tcnicas del equipo utilizado nopermitieron alcanzar resultados concretos, salvo en el caso de la vega y del salar de Turi.

Cabe sealar que:

- las temperaturas imperantes muy bajas,la salinidad de los suelos yaguas, y

- talvez las alteraciones elctricas telricas,

explican, posiblemente, gran parte del xito limitado dedicha investigacin.

Sin embargo, en el caso de Turi, se ha logrado calcularvalores muy significativos que se exponen en el cuadroque sigue, donde Eh y Ed son las evaporaciones determina-das con la medicin de la humedad y de la densidad, res-

pectivamente, y E~ su promedio.

CUBETA DE TURr

Noviembre 1976

Profun-

EP didad Eh Ed E tEA freti e-

. co.

mm/d cm. mm/d %

Vega 10,1 9,1 75 3,9 4,6 4,2 46

-- 160 1 ,9 5,4 3,6 40

- -165 3,5 4,8 4,3 47

Salar 12,2 11 ,O 18 3,6 3,6 2,9 26

-- 60 2,4 2,9 2,6 24

90 4,6 2,4 3,5 32- -

A pesar del alcance limitado de este resultado, permiteconcluir que:

- las tasas de evaporacin efectiva son muy fuertes enTuri, en Noviembre de 1976, su promedio:

t 44% en la vegat - 27% en el salar;

- la correlacin con la profundidad del fretico no es ob

via;una investigacin, que dispusiera de un equipo mas con-fiable y que abarcaria distintas zonas de supuesta altaevaporacin, en varias pocas del ao, es sumamente a -consej able.

Sin embargo, con el propsito de establecer el balance hidrolgico tentativo de las distintas cuencas que constituyen la Segunda Regin de Chile, es imprescindible elegir

2.4.4. vegas y lechos mayores

Se caracterizan por una vegetacin mas o menos densa,de acuerdo con la profundidad del fretico y la carac-terstica fisicoqumica del suelo.

En el caso de vegas muy hmedas, donde aflora a vecesel agua, se toma t = 0,80.

En el caso de vegas corrientes, en el cual entra Turi,se han elegido 2 valores extremos: t = 0,30 a 0,50.

En los lechos mayores de los ros, valles antiguos constitudos de salares y vegas pequeas, terrazas mas o menos hmedas, etc., se contemplan valores de t = 0,20 a0,50.

2.1.5. Salares y bordes de las depresiones

El estudio del'Salar de Turi, donde la costra salina esmuy poco desarrollada, y que coincide con un, fretico a

unos pocos decmetros de la superficie, muestra tasasmuy notables; ~n el caso de salar con costra impo~tante, tipo parte Sur de Atacama, no se tiene dato, perola observaci6n induce a pensar que tambin es signifi-cativa.

Se ha elegido el intervalo t = 0,05 a 0,20,

Los bordes de las depresiones tienen un fretico que seprofundiza de unos decmetros a unos metros, reducindose simultneamente el ascenso capilar y la evaporaci6nefectiva. En promedio, se aplican valores de t = 0,02 a0,10.

2.5. Unidades de evaporacin

Las superficies evaporantes se aeterminan, por lo general,2

en Jcm ; los caudales se expresan en l/S (litros por segundo) o Mm3/a (millones de metros cbicos por ao).

Una tasa de 1 mm/da significa entonces:

1 mm/d _ 11,574 1/S/km2

0,365 Mm3/a/Jcm2.

3. RECARGA METEORICA

La precipitacin H, dato procedente de la observacin delpluvi6metro standard, caracteriza, bajo las reservas cono-cidas respecto a su representatividad, la cantidad de agua

-

mete6rica que llega a la superficie; su destino es triple:

- una parte penetra al suelo, satisfaciendo su dficit dehumedad y percolando hacia los cuerpos acuferos subte-rrneos, Hi ,

- una parte fluye por la superficie y escurre hacia la redde drenaje hidrogrfica, Hf ,

- una parte evapora y regresa rpidamente a la atmsfera.H .

e

La suma Hi + Hf corresponde al agua que realmente ingresaal ciclo hidrolgico terrestre; se le llama PrecipitacinUtil; R o Rec3...:aMete6rica, R.

u m

La reparticin de a entes caractersticas:

R., Hf Y H depende de las siguien~ e -

- intensidad y tasa total de la precipitacin, pendiente y cubierta vegetal de la superficie;- ndole fsicoqumica del suelo,- poder evaporante de la atmsfera,- estado de humedad del suelo, y- profundidad del acufero.

Este ltimo punto se puede, a su vez, considerar en los 3casos siguientes:

- plano de agua libre, ro, laguna, embalse;- terreno con un fretico cerca de la superficie, regado,

vega, lecho del ro, salar, etc.;

- cuenca vertiente normal, donde el fretico es profundo,varios metros o ms, de tal forma que no permite el as-censo capilar hasta la superficie.

La recarga mete6rica depende:

- del tipo de superficie receptora- del tipo de precipitaci6n.

3.1. Plano Oe agua 11bre

Una cada de agua o n1eve de H mm que llega a la superficie de un ro, laguna o embalse, agrega una cantidad i -gual de agua:

R _ Hm

3.2. ~erficie con fretico poco profundo

Si la precipitaci6n fuera nival, el esquema siguiente no

se aplicara por completo, sin embargo, las superficiesde la categora regados, vegas, salares, se encuentrancasi siempre bajo los 5.000 m, por 10 que su recarga me-te6rica es pluvial.

La presencia de un fretico cerca de la superficie, de ~nos centmetros a 1 2 metros, significa que el ascensocapilar abarca toda la zona no saturada del suelO, o quela humedad de ste es mas cerca del punto de retenci6nque del de marchitez .

.

La precipitacin pluvial encuentra un suelo hmedo contransmisibilidad vertical alta y predominio de la atrac-'.:in gravitacional sobre la fuerza de absorcin de losgranos slidos del suelo; la lluvia percola rpidamentey se junta con el fretico, que recarga en un 100% o muy

poco menos. Se adml te 19uCUlllente en tal caso que:

Rm

H

3.3. Cuenca vertiente corriente

Su caracteristica escencial e~ la ausencia de un freti-co a poca profundidad, Y la consiguiente falta de ascensocapilar.

La frecuencia de las lluvias, por otra parte, hace que e~tre dos precipitaciones la capa superficial del suelo ha-ya tenido tiempo para secarse, hallndose su humedad mu-cho mas cerca de la marchitez que de la retenci6n.

En otras palabras, antS de que llegara la precipitacin,las fuerzas potenciales de absorcin de los granos s6li-dos son enormes.

Segn sea la precipita~in pluvial o nival, su suerte se-

r muy distinta.

3.3.1. Recarga pluvial

Ya se ha notado que ~orresponde a grosso modo a las al-turas inferiores a ~~s 5.000 m. Estas abarcan la mayorparte de las cuencas vertientes.

La lluvia que llega satisface primero la capacidad deretencin de la cap~ superficial del suelo, lo qV.e puede absorver tasas r.~~ables, de acuerdo con:

la intensidad de La lluvia,- la caracteristica Eisicoquimica del suelo, y

su estado real de ~1A."l\edad, lo cual depende de la fe-cha y 1 a magni tud -Ce 1 a ltima lluvia.

Se piensa as1 que, una lluvia de 10 mm o ms puede serabsorbida totalmente por el suelo antes que empi~cen lainfiltraci6n y la escorrentia; la capa superficial se

comporta como una membranq impermeable, durante un cierto tiempo.

si la lluvia sigue, se producen infiltraciones y escu-rrimientos de acuerdo con la pendiente del suelo y sucubierta vegetal.

El agua fijada en los centmetros supenores del suelo,despus que se termina la lluvia, en gran parte regre-sa a la atm6sfera debido a la gran magni tud de su poderevaporante.

El describir el fen6meno, agregando que:

- la lluvia mas frecuente bajo los 5.000 m. no superanlos 5 a 10 mm,

- el poder evaporante de la atm6sfera, durante el verano trmico que coincide con el llamado invierno bolivi ano , alcanza a valores de varJ.os mm/d,

basta para demostrar la debilidad de la recarga mete6rica de este tipo de cuenca.

Ningn experimento o investigaci6n especial ha sido de-sarrollado al respecto; se piensa, sin embargo, en basea observaciones cualitativas, que la lluvia til es ca-SJ. nula en caso de precipi taci6n inferior a 50 mmfa, yno supera 10% a 20% para 200 mm/a.

R ~ O para H ~ 50 mm/am

.

Rm

- 10% a 20% para H = 200 mm/a

Una cuantificacin del fenmeno es imprescindible; se

intenta trs una ecuacin del tipo

los valo~es estimados de R conducen am

5 a 1010.000

o

Rm

7- 77-'=:-=-10.000

El valor de R puede variar segn las con1c1ones par-m

ticulares locales, en un 30% alrededor del valor cen-

tral elegido.

3.3.2. Recarga nival

Ocurre sta entre 5.00Orn y 6.000 m de altura, y en un

rango de precipitacin de 200 a 400 mm/a.

La nieve, al llegar suavemente al suelo, no funde porser la temperatura cero o negativa, y se almacena al11fonnando un manto de nieve o agregndose al ya existente.

La sublimacin real en la superficie del manto de lanieve no ha sido medida, cabe hacer notar que:

- la extrapolacin de la curva EA versus A dara, entrelos 5.000 m Y 6.000 m valores alrededor de 2 rnm/d, loque significa que la EP seria de 1,5 rnm/d aproximada-mente; eso en la medida que la evaporac.in pueda ex-trapolarse en sublimacin, lo que no es totalmentecierto;

- el efecto del albedo refleja parte de la alta radia-

ci6n que llega a estas alturas;durante las pocas horas del dia que gozan de tempera-turas positivas, se producen fen6menos de fusin, se-

o

guidos de nuevo congelaJ1l;i.ento; se piensa que esos cam,

bios de fase resultan en jm consumo de energia que

tambin se resta de la r~diaci6n solar recibida.

Con todo, la estimacin es que se produce sublimaci6n,pero con tasa probablemente menor de la que indica laextrapolacin de la curva de evaporacin, talvez 0,5 a1 rnm/d en promedio anual.

Un clculo hipottico, no indicado aqui por integrar d~masiadas asunciones, ha resultado en un consumo por su-blimaci6n alrededor de 50%.de la precipitacin nival.

Cmo se derrite el manto de nieve y se origina la re-carga nival ?

Ocurre este derretimiento esencialmente por los ladosdel manto de nieve, donde coexisten:

- la atm6sfera,- el suelo desnudo,- la nieve o hielo,

los que tienen inrcias calorificas muy distintas y poreso reaccionan en forma diferente a las variaciones trmicas diarias; funde la nieve y se produce un escurri-miento que humedece superficies pequeas de suelo. Re-sulta este derretimiento en un sinfin de riachuelos quese originan en los bordes de los mantos de nieve y que,segn la orografia y la poca del ao, fluyen y se jun-

.

tan para formar elementos superiores de la red hidroi;r!fica, o, al contrario, se agotan por infiltracin des-

pus de un recorrido corto, de unos metros a unos ki16-metros.

La fusi6n y la escorrent..a